CC BY
79
УДК 551.24.035(739.4)
РЕОЛОГИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ И ОСОБЕННОСТИ НАПРЯЖЕННО-ДЕФОРМИРОВАННОГО СОСТОЯНИЯ РЕГИОНА АКТИВНОЙ СДВИГОВОЙ РАЗЛОМНОЙ ЗОНЫ НА ПРИМЕРЕ РАЗЛОМА САН-АНДРЕАС (КАЛИФОРНИЯ).
Статья 1. РАЗЛОМ САН-АНДРЕАС КАК ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА
Т.В. Романюк1 2, А.Н. Власов3 4, М.Г. Мнушкин4, A.B. Михайлова1, Н.А. Марчук1
1Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва Российский государственный университет нефти и газа им. И.М. Губкина, Москва 3Институт прикладной механики РАН, Москва 4Институт геоэкологии им. Е.М. Сергеева РАН, Москва
Поступила в редакцию 02.06.12
Сведены геолого-геофизические данные, на которых основаны наши представления о структуре трансформной разломной системы Сан-Андреас, на которой релаксируют относительные сдвиговые перемещения Тихоокеанской и Северо-Американской литосферных плит, и тонкой структуре разлома Сан-Андреас, который является главным разломом системы, аккомодирующим более половины сдвиговой активности в системе. Обсуждаются оценки величин и ориентации напряжений, действующих как непосредственно на разломе, так и в соседних к нему блоках, флюидный режим, степень анизотропности материала разломной области и т.п. Обоснована модель непосредственно разломной зоны, которая представляет собой зону дробления шириной 100—300 м с породами повышенной трещиноватости и деформативности, характеризующимися пониженными сейсмическими скоростями и электрическим сопротивлением, а также повышенной пористостью. Внутри зон дробления располагаются стрэнды — зоны шириной 2—3 м, в которых локализуются сдвиговые движения. С позиций сейсмического режима различают «запертые» и «криповые» сегменты разломов. Результаты эксперимента SAFOD показали, что деформации механически слабой «криповой» части разлома Сан-Андреас контролируются наличием слабых минералов (глинистые пленки на поверхностях фолиации), а не высоким флюидным давлением или другими предполагаемыми гипотетическими механизмами.
Ключевые слова: разлом Сан-Андреас, тектонофизическая модель, напряжения, деформации, США.
Границы литосферных плит — это наиболее активные в геодинамическом плане области Земли, к которым приурочены крупнейшие землетрясения и зоны вулканической активности. На конвергентных границах (субдукционные и коллизионные зоны) происходит формирование новых структур континентальной коры за счет аккреции различных комплексов и выплавления больших объемов кислых и промежуточных магм. На трансформных границах за счет быстрых горизонтальных перемещений чужеродные блоки коры совмещаются и строение коры существенно усложняется. Расшифровка строения литосферы на современных границах плит и понимание происходящих там геодинамических процессов различной природы и разных масштабов служат основой для изучения древних континентальных структур, а также эволюции континентальной коры в целом.
Поэтому изучение крупных разломных зон и их эволюции — активно развивающаяся область исследований. Ее важной составляющей является тектоно-физическое моделирование строения (структура и вещественный состав) и напряженно-деформированного состояния коры и верхней мантии регионов крупных разломных зон.
В представляемой серии из трех статей приводятся результаты ЗО-моделирования напряженно-деформированного состояния (НДС) коры и верхней мантии крупной сложноустроенной сдвиговой разломной зоны с нетривиальной реологией. В качестве прообраза модели выбран регион разломной зоны Сан-Андреас (рис. 1), который является эталоном по своей изученности геолого-геофизическими методами, по сути это один из геодинамических мировых полигонов с густой системой сейсмопри-
емников, наблюдений GPS и т.п. Цель моделирования — выявить закономерности развития трансформных разломных зон и устойчиво воспроизводимые особенности НДС среды как непосредственно в разломной зоне, так и в окружающих ее областях, а также факторы, контролирующие различные режимы НДС.
В настоящей статье (первой) сведены геолого-геофизические данные, на которых основаны наши представления о тонкой структуре разлома Сан-Анд-реас (и регионов других крупных сдвиговых раз-ломных зон), а также структуре и петрофизических свойствах пород непосредственно разломной зоны. Обсуждаются оценки величин и ориентации напряжений, действующих как непосредственно на разломе, так и в соседних к нему блоках, флюидный режим (включая возможные величины флюидного давления), степень анизотропности материала разломной области и т.п. Суммируются данные, являющиеся основой как для моделей, так и для задания краевых условий, а также «проверочным» материалом для результатов расчетов.
Во второй статье будут рассмотрены тектоно-физическая ЗО-модель литосферы региона Сан-Анд-реас (плотности в блоках модели, прогнозируемый состав пород, механические свойства, прочность, флюидонасыщенность и т.п.) и сценарий развития разломной системы Сан-Андреас от момента ее формирования до настоящего времени. В третьей статье будут приведены результаты численных расчетов для этой модели и их сопоставление с имеющимися геолого-геофизическими данными. Для этого авторами разрабатывается компьютерная программа "UWay" с использованием объектно-ориентированного подхода в программировании метода конечных элементов1.
Современная структура системы разломов Сан-Андреас на поверхности
и некоторые особенности деформационно-сейсмического режима разлома Сан-Андреас
Современная трансформная система разломов Сан-Андреас разделяет Тихоокеанскую и СевероАмериканскую плиты (рис. 1, А). За счет движений на разломах этой системы, а также связанных с ней
Рис. 2. Схема скоростей перемещений в южной части разлома Сан-Андреас, по данным сайта http://pbo.unavco.org/data/gps
разломных систем Уолкер-Лэйн, Восточно-Калифорнийской сдвиговой зоны (ВКСЗ), Гарлок и меньших разломных систем релаксируются взаимные горизонтальные перемещения Тихоокеанской и СевероАмериканской литосферных плит (рис. 2 и 3). Раз-ломная система Сан-Андреас представляет собой совокупность главного разлома (Сан-Андреас) и более мелких (оперяющих) разломов различного генезиса, размеров и активности от современных сейсмически активных разломов (Хейвард, Сан-Джазинто и др.) до неактивных палеоразломов (рис. 1, Б). На севере разлом Сан-Андреас в точке тройного сочленения плит переходит в разлом Мендосино, отделяющий Тихоокеанскую плиту от микроплиты Хуан-де-Фука, а на юге — постепенно трансформируется в спре-динговую зону Калифорнийского залива.
По данным GPS (рис. 2), в регионе выделяются крупные жесткие коровые блоки (деформациями внутри которых можно пренебречь по сравнению с их относительным движением относительно друг друга), самые крупные из них — это (1) Тихоокеанская плита, (2) блок Великой Долины, гор Сьерра-Невады и комплекса Кламат, (3) пустыни Мохаве и (4) Провинции Бассейнов и Хребтов. Между жесткими блоками расположены зоны сосредоточения
Рис. 1. А — современные движения плит. Жирные черные стрелки — векторы абсолютных скоростей плит, пары тонких черных стрелок — направление взаимных относительных движений на границах плит. МТ — точка Мендосино — область тройного сочленения плит. Б — схема крупнейших разломов в системе Сан-Андреас. Скорости на разломах по (Мо1иаг, Бауеш, 2010). За основу взят рисунок из сайта http://geomaps.wr.usgs.gov/3D4Dmapping/index.htm. В, Г, Д — детализации схемы разломов системы Сан-Андреас. СФ — Сан-Франциско, СХ — Сан-Хосе, ЛМ — Ливерморе. В, Г — по (http://standeyo.com), Д по (http://www.geo.arizona.edu/~ander-son/research/JOIGN/Overview/overview.htm1). На Д звездами показаны землетрясения: Ландерс (1992), М 7,3 и Йошуа-Три (1992) М 6,1.
Землетрясение Гектор-Майн (1999) М 7,1 произошло в пустыне Мохаве, северо-восточнее землетрясения Ландерс
1 Программный комплекс "UWay". Свидетельство о государственной регистрации программы для ЭВМ № 2011611833, 28 февраля 2011 г. Сертификат соответствия № РОСС Яи.СП15.Н00438, 27 октября 2011 г.
Рис. 3. Области (показаны крапом), в которых зафиксирована кайнозойская сдвиговая активность
сдвигов и деформаций, наиболее активной из которых является система разломов Сан-Андреас. В ее северной части большинство сдвиговых перемещений релаксируют на разломе Сан-Андреас (до 60%), а остальные — на второстепенных разломах и за счет рассредоточенного катакласти-ческого течения (крип). В южной части разломной системы Сан-Андреас лишь около 30% сдвиговых смещений между Тихоокеанской и Северо-Аме-риканской плитами сосредоточено на разломе Сан-Анд-реас, остальные распределены между разломами Сан-Джа-синто и Эльсинор и ВКСЗ (Platt, Becker, 2010). Уолкер-Лэйн и ВКСЗ — это зоны преимущественно «диффузных» деформаций и небольших разломов без ярко выраженного главного разлома, тем не менее и в этих зонах происходят землетрясения с магнитудой более 7 баллов (рис. 1, В, Д). ВКСЗ представляет собой полосу шириной около 100 км, на ней в настоящее время релаксирует ~ 24% относительного движения Тихоокеанской и Северо-Аме-
риканской плит (Сап й а1., 2000). Главная особенность центрального сегмента разлома Сан-Андреас — его искривление. За счет этого возникают дополнительные сжимающие усилия, вызывающие транспрес-сивные деформации, следствием чего является формирование складчато-надвиговых систем Провинции Транзверз — гор Сан-Габриэль и Сан-Бернандино (рис. 1, Б).
Среда разломных систем откликается на приложенные внешние по отношению к ней воздействия (смещения/нагрузки) совокупностью различных процессов/событий, регистрируемых геодезическими и сейсмическими приборами и характеризующихся длительностями, частотными и энергетическими показателями, линейными размерами очагов событий и другими параметрами с разбросом в десяток порядков (рис. 4, 5).
Часть относительных движений между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами релаксирует за счет постоянного проскальзывания на некоторых сегментах разломов без излучения сейсмической энергии (асейсмический слип или крип). Часть смещений преобразуются в упругие (упругопласти-ческие) деформации и аккумулируются веществом самого разлома и/или вмещающими его породами. Когда уровень напряжений в деформируемой среде достигает либо предела прочности пород, либо порога сил трения на разломе, могут начаться дина-
Рис. 4. Диаграмма — сейсмический момент vs длительность события в источнике для различных событий, регистрируемых геодезическими и сейсмическими методами (Peng, Gomberg, 2010)
Рис. 5. Схема характерных времен различных сейсмических и асейсмических событий
мические процессы (в первом случае — это образование нового разрыва (трещины), во втором — «вспарывание» сегмента разлома), во время которых излучаются сейсмические волны и происходит сброс части накопленных напряжений.
События с излучением сейсмической энергии включают землетрясения разного типа и невулканический тремор, который в разломных зонах был идентифицирован только в последнее десятилетие (Ide et al., 2001; Nadeau, Dolenc, 2005; Obara, 2002; Rogers, Dragert, 2003; Shelly, 2010; Shelly, Hardebeck, 2010). Наряду с обычными землетрясениями фиксируются землетрясения с необычными характеристиками — это «медленные» и «тихие» землетрясения (без излучения сейсмической энергии), низкочастотные (LFQ) и очень низкочастотные (VLFQ) (Ide et al., 2001; Ito et al., 2001; Kao et al., 2009). Последние по своим временным, частотным и энергетическим характеристикам являются событиями, переходными между землетрясениями и эпизодами асейсмического слипа. Крупнейшие зафиксированные сейсмические и асейсмические события сопоставимы по своим энергетическим параметрам.
Верхний предел длительности событий с излучением сейсмической энергии — 104—105 с (~ дни-месяц), а повторяемость крупнейших землетрясений в разломной системе Сан-Андреас — десятки—сотни лет. Поэтому для моделирования эволюции разломной системы Сан-Анд-реас, возраст которой оценивается ~ 30 млн лет, при шаге по времени в 0,1—1 млн лет сейсмической составляющей процесса можно пренебречь.
Разлом Сан-Андреас в Центральной Калифорнии включает два «запертых» сегмента, на которых произошли два крупных землетрясения в историческое время (рис. 1, Б). Они разделены 150-километровым сегментом, на котором скольжение по разлому Сан-Андреас реализуется преимущественно за счет крипа, сопровождаемого очень маленькими землетрясениями с моментальной магнитудой
не более 2. Геофизическая обсерватория Паркфилд (г. Паркфилд) располагается на северном конце запертого сегмента разлома Сан-Андреас, который в 1851 г. был «вспорот» (начиная от горы Монарх-Пик (MP) и на юг) большим землетрясением Форт-Тед-жон с магнитудой М = 1,8. Северный сегмент вспороло землетрясение Сан-Франциско 1906 г. с магнитудой М = 1,9.
Детальное картирование различных сегментов разломной зоны Сан-Андреас показывает ее чрезвычайно сложную устроенность даже на прямолинейных участках. Например, на широте Сан-Франциско от разлома Сан-Андреас ответвляются крупные разломы Калаверас, Хейвард и Сан-Грегорио-Хосгри (на которых фиксируется современная заметная сдвиговая активность) и множество мелких неактивных в настоящее время разломов (рис. 1, В, Г). В то время как в северных и южных, близких к прямолинейным, частях разломной системы Сан-Андреас вторичное разломообразование развивается преимущественно в виде сдвигов, около криволинейного центрального участка разлома Сан-Андреас, где он изгибается, повсеместны надвиги. Очевидно, что в модели можно учесть только наиболее крупные разломы. Для учета мелких и слабоактивных разломов нужно вводить эффективные усредняющие параметры. В случае, если второстепенные разломы имеют преимущественную сдвиговую природу и ориентированы вдоль простирания главного разлома (см., например, рис. 9, А), можно их учесть, задав среду с анизотропными свойствами.
Модель разлома и оценка напряжений, действующих на разломах
Изучение следов современных активных разлом-ных зон и эксгумированных реликтов глубинных частей древних активных разломов (Ben-Zion, Sammis, 2003; Chester et al., 1993; Chester, Chester, 1998; Collet-
Рис. 6. Концептуальная модель разлома (Chester et al., 2005)
Рис. 7. Механические свойства различных материалов из разломной зоны: А — типичный график для образца из ядра разлома, богатого филосиликатным (phyllosilicate) материалом; в приведенном случае — иллит, монтмориллонит и их смесь в пропорции 50:50. Толщина слоя в экспериментах — 1 мм, эффективное обжимающее напряжение 200 МПа, эксперименты проводились при комнатной температуре. Б — диаграмма для «зернистой» брекчии, использовалась брекчия кальцита. Обжимающее напряжение 40 МПа, толщина деформируемого слоя показана на графике, эксперименты проводились при комнатной температуре (Faulkner et al., 2003)
tini et al., 2009; Faulkner et al. 2003; Scholz, 2002; Wilson et al., 2005) позволило понять, что обычно выделяется стрэнд, т.е. узкая зона шириной 1—2 м, в которой локализованы деформации, и ядро разломной зоны, т.е. окружающая стрэнд область, в которой породы подвергнуты деформациям и частичному разрушению (повышенная трещиноватость), шириной 100—300 м, в отличие от практически недеформированных и неизмененных вмещающих разлом пород (рис. 6).
Многие исследования показали, что ядра раз-ломных зон характеризуются пониженными сейсмическими скоростями, повышенным сейсмическим поглощением, пониженным электрическим сопротивлением и повышенной пористостью (Ben-Zion, 1998; Ben-Zion, Sammis, 2003). В крупных разломных зонах стренды могут образовывать эшелонированные, ветвящиеся, цветкоообразные и более сложные системы.
Самая простая модель разлома — это «сухая трещина», края которой взаимодействуют по закону трения Кулона—Мора. Подвижка по разлому происходит тогда, когда сдвиговые напряжения на стенках разлома превышают силы трения. Вопрос о том, какова же величина сдвиговых напряжений, реально действующих на разломе Сан-Андреас и вызывающих крип, начал обсуждаться еще в 1960-x гг. Тогда (Brune et al., 1969; Henyey, Wasserburg, 1971) по сейсмическим данным (сейсмический момент землетрясений) оценили верхний предел в 10—20 Mna как средние напряжения трения, сопротивляющиеся движению. Оценки сбрасываемых при землетрясениях напряжений давали значения 0,1—10 Mna (Brune, Allen, 1967; Chinnery, 1964), которые, однако, должны были составлять лишь незначительную часть от абсолютных напряжений. В то же время лабораторные эксперименты на образцах показывали достаточно высокие пределы сопротивления трению до 100 Mna при температурах и давлениях в верхней коре (Byerlee, Brace, 1968). Оценки коэффициента тре-
ния j почти для всех пород, характерных для верхней части коры, за исключением глин и специфических минералов, по измерениям на лабораторных образцах, начиная с первой классической работы Byerlee (1978) и до настоящего времени, воспроизводили величины j = 0,5—0,6, причем коэффициент трения мало зависит от скорости скольжения или истории скольжения (Carpenter et al., 2009; Crawford et al., 2008; Moore, Lockner, 2011). Даже для материала разломных зон с высоким содержанием глинистых минералов (рис. 7) j не ниже 0,3, а сдвиговые
/
/ ориентация SHmax
-124 -122 -120 з.д.
Рис. 8. Сводка ориентировок максимальных горизонтальных напряжений (SHmax), полученных по инверсиям фокальных механизмов землетрясений и данным из скважин в окрестности разлома Сан-Андреас (Bones, Zoback, 2006)
напряжения уровня 40—60 МПа. При таких коэффициентах трения и сдвиговых напряжениях на активной разломной зоне, такой, как разлом Сан-Анд-реас, за счет трения должно было бы выделяться такое количество тепла, которое возможно зафиксировать измерениями. И такие специальные измерения теплового потока вкрест разлома Сан-Андреас были выполнены (Lachenbruch, Sass, 1980, 1992), однако они не выявили никаких локальных аномалий на разломе, которые можно было бы связать с генерацией тепла за счет трения на разломе.
В конце 1970-x гг. были проведены первые полевые эксперименты по измерению напряжений на разломе Сан-Андреас, которые показали, что на самом разломе фактически нет сдвиговых напряжений (Zoback et al., 1987), а максимальные горизонтальные напряжения вне разлома почти перпендикулярны плоскости разлома Сан-Андреас (Bones, Zoback, 2006; Townend, Zoback, 2004) (рис. 8). В случае «механически сильного» разлома они должны были бы быть ориентированы под небольшими углами (Chery et al., 2004). Все это стало основанием считать разлом «механически слабым» по сравнению с окружающими породами (т.е. на самой плоскости разлома могут быть только минимальные сдвиговые напряжения).
При этом повторные, очень тщательные измерения прочностных свойств образцов, взятых на расстоянии от активной зоны разлома Сан-Андреас и даже по поверхностным образцам из зоны разлома (Scholz, 2002), подтвердили, что они достаточно высоки для того, чтобы объяснить наблюдаемую «слабость» разлома. Даже материал непосредственно из ядер и стрэндов разломных зон показывал средний коэффициент трения и около 0,2—0,3 при напряжениях сдвига — порядка 60 МПа (рис. 7).
Для объяснения «слабости» разлома были высказаны многочисленные гипотетические механизмы, наиболее популярными из которых были (1) идеи о высоких (литостатических) дав-
лениях флюида в породах разлома (Byerlee, 1990, 1993; Chester et al., 1993; Faulkner, Rutter, 2001) и (2) наличие особенных минералов с чрезвычайно низкими прочностными свойствами, таких как тальк (Moore, Ry-mer, 2007) или различных глин (Schleiche^ et al., 2006, 2009, 2012), а также (3) формирования специфических гипотетических режимов в пределах разлома (Collet-tini et al., 2009; Holdsworth et al., 2011; Saffer et al., 2001).
Проект SAFOD
До самого последнего времени представления о тонкой структуре разломных зон и физических процессах и состоянии пород в их глубинных частях базировались на косвенных данных и оценках. Выполненный буквально в последние годы проект SAFOD (San Andreas Fault Observatory at Depth), главным содержанием которого было наклонное бурение через активную область разлома Caн-Aндpeac с отбором керна, позволил наряду с другими результатами получить материал непосредственно из разлом-ной зоны с глубины 2,6—2,7 км (рис. 9, 10).
Сан-Андреас
SAF0D
Гидростатическое давление флюида в порах
Нет признаков мантийного гелия
10 км
Сан-Андреас Голд-Хилл
Буззард-Каньон SAFOD
^Паркфилд
Сан-Андреас
Рис. 9. А — положение скв. SAFOD (серая звезда) и направление скважины (серая линия) по отношению к разлому Сан-Андреас и г. Паркфилд. Б — геометрия скважин проекта SAFOD (пилотная скважина и три фазы) и положение областей с повышенным по-ровым давлением флюида. На подготовительном этапе проекта была пробурена вертикальная пилотная (пробная) скважина. Во время первой и второй фаз проекта летом 2004 и 2005 гг. была вертикально пробурена скважина до глубины 1,8 км, которую затем отклонили под углом 45°, так что скважина пересекла активную зону разлома на глубине около 2,6—2,1 км. В течение третьей фазы летом 2001 г. был получен керн из вспомогательных ответвлений от основной скважины, отобранный непосредственно из активно деформируемых узких зон и вмещающих пород. Серый тон — прогнозируемое повышенное поровое флюидное давление за счет реакции дегидротации серпенитового мантийного клина (Fulton, Saffer, 2009), которое совпадает с наблюдениями на SAFOD изотопии гелия (3He/4He) вкрест разлома Сан-Андреас (Wiersberg, Erzinger 2001, 2011) и магнитотеллурическими исследованиями, оконтуривающими в блоке Великой Долины аномалию высокой проводимости (Unsworth, Bedrosian, 2004), трактуемую как повышенное содержание
флюида. По (Fulton, Saffer, 2009)
Рис. 10. А — геологический разрез вкрест разлома Сан-Андреас и через скв. SAFOD. На врезке — результаты геофизического каротажа скважины в интервале ее пересечения активныгх стрендов (SDZ и CDF) разлома Сан-Андреас. Б — фотография керна и изображение сдвиговых зон с помощью электронного микроскопа (внизу).
По (Carpenter et al., 2011)
Проект SAFOD был задуман как многолетняя программа по изучению состава и механического поведения пород непосредственно в разломной зоне и около нее, физики разломообразования и механизма очага землетрясения и др. (Hickman et al., 2004.). С этой целью в окрестностях разлома Сан-Андреас около небольшого городка Паркфилд, где действует постоянная геофизическая обсерватория Геологической службы США, главная цель которой мониторинг разлома Сан-Андреас, были размещены разнообразные многочисленные приборы, фиксирующие деформации земной коры и сейсмические сигналы в широком интервале частот как на поверхности, так и в многочисленных разведочных неглубоких скважинах. В целом результаты этого проекта обеспечили «прорыв» в понимании физики разломных зон.
Полигон для проведения проекта SAFOD был выбран не случайно. Он располагается около южного конца криповой зоны разлома Сан-Андреас, т.е. там, где располагается «смычка» между «запертым» сегментом и сегментом, где постоянно происходит крип (рис. 1, Б).
Геофизический каротаж скважины SAFOD (рис. 10) показал, что разлом Сан-Андреас имеет ширину около 250 м, которая выделяется низкими P- и S-сейсмическими скоростями и очень низким электрическим сопротивлением. Эта зона содержит дискретные активные подзоны — стрэнды — шириной 2—3 м. Два из этих стрэндов постепенно продеформировали корпус вдоль скважины на отметках 3194 и 3297 м, что свидетельствует о том, что они являются зонами активного сдвигового крипа (Zoback et al., 2011). Их различают соответственно как Южно-Западную (SDZ) и Центральную (CDZ) деформационные зоны (стрэнды). CDZ (между отметками 3296,3—3298,9 м) аккомодирует почти все движения на разломе. Подзона деформации корпуса скважины на отметке 3194 м лежит приблизительно на 100 м выше кластера повторяющихся слабых землетрясений.
Оценка механических и прочностных свойств пород разлома. Во время фазы 3 был отобран керн непосредственно из зоны активных деформаций главной плоскости скольжения разлома Сан-Андреас с глубины приблизительно 2,7 км. Лабораторные измерения прочности образцов из этого керна с имитацией природных условий продемонстрировали, что в этом месте разлома и на данной глубине породы в разломной зоне чрезвычайно слабые — коэффициент трения был оценен - 0,15, в то время как для образцов из внеразломной зоны были получены значения - 0,30 и более (Carpenter et al., 2011; Lockner et al., 2011; Tembe et al., 2006, 2010.). Специальные исследования выявили наличие сапонита, глинистого минерала, который является одним из самых слабых известных филлосиликатов (рис. 11). Этот богатый магнием минерал является продуктом низкотемпе-
Рис. 11. Измеренные величины коэффициента трения ц для образцов из скв. 8АР(Ю, представляющих породы непосредственно из стрэндов и СТ>Х и из областей прилегающих к ним, а также для мономинерального сапонита (материал не из скв. 8АБ(Ю). Периодические скачки соответствуют десятикратному изменению скорости скольжения (скорость в мм/с: быстрая (Б) — 1,15, средняя (М) — 0,115 и медленная (8) — 0,0115).
По (Ьоскпег е1 а1., 2011)
ратурного метасоматоза в ядре разлома в кварц-фельшпатовых породах и серпентинитах.
Результаты экспериментальные исследований показали также, что ни для разлома, ни для вмещающих пород не было зафиксировано явлений нестабильности коэффициента трения (рис. 11). Это подразумевает, что сдвиговые напряжения вокруг разлома должны оставаться низкими во время сейсмического цикла, а не увеличиваться до предельного порога перед проскальзыванием.
Измерения модуля Юнга пород показали, что для Салинианского блока характерны средние величины около 60 ГПа, для Великой Долины — 40 ГПа, внутри раздробленной зоны они варьируют от 20 до 60 ГПа, а на стрэндах падают до менее 10 ГПа. Ка-таклазиты составляют в среднем 20% объема пород. Усредненные значения коэффициента Пуассона меняются от 0,2 до 0,3 (1ерр80и е! а1., 2010).
Флюидный режим на разломе. Аномально высокое поровое давление флюида в пределах разлома Сан-Андреас — это одна из главных идей для объяснения того, как проскальзывание по разлому может происходить при низких уровнях сдвиговые напряжений. Для того чтобы этот механизм был эффективен, поровое давление внутри самой зоны должно быть существенно выше, чем в окружающих породах. Однако в процессе изучения образцов из керна разломной зоны не было найдено никаких индикаторов аномального порового давления в деформирующемся керне
скважины, величины порового давления близки к гидростатическим (Zoback et al., 2010), хотя пористость ядра разлома повышена (Janssen et al., 2011). Скорее, разломная зона служит водонепроницаемым барьером, который разделяет очень разные гидрогеологические режимы по обеим сторонам разлома (Becken et al., 2008; Becken, Ritter, 2012). На юго-западной стороне разлома, в Салинианском блоке, поровое давление слегка надгидростатическое и фиксируются обычные отношения 3He/4He. В противоположность этому на северо-восточной стороне разлома, в блоке Великой Долины (формация Грэйт—Вэллей), фиксируются существенно повышенное по-ровое давление и высокие отношения 3He/4He (рис. 9, Б) в совокупности с очень выразительными геохимическими аномалиями (Wiersberg, Erzinger, 2007, 2011).
Температурные измерения и в главной скважине, и в рядом расположенной пилотной скважине не выявили никаких признаков трещинно-генериру-емого тепла на разломе Сан-Андреас, которое бы могло удаляться циркулирующим флюидом (Williams et al., 2004, 2005).
Исследования вещества стрэн-дов на микроуровне. Образцы, отобранные непосредственно из стрэндов, были исследованы на микроуровне с использованием рентгеновской дифрактоскопии, электронного микроскопа, микрозондирования и др. (Bradbury et al., 2007; Carpenter et al., 2011; Janssen et al., 2011; Solum et al., 2006). В них были обнаружены минеральные зерна с отполированными поверхностями и бороздами/зеркалами скольжения. Выявленные систематические существенные разницы в концентрациях некоторых химических элементов в зернах, располагающихся непосредственно в стрэндах и в зернах вмещающих пород (большинство элементов деплетированы в зернах, располагающихся в стрэндах, по сравнению с вмещающими породами), доказывают, что в разломных зонах идут интенсивные петрохими-ческие процессы. В частности,
в условиях повышенных напряжении на поверхностях скольжения, зерна полевого шпата и кварца могут растворяться, а новая локальная минерализация или-та/смектита должна концентрироваться вдоль поверхностей скольжения по границам зерен (Moore, Rymer, 2010; Schleicher et al., 2009).
Напряжения на разломе. Измерения величин напряжении как в пилотноИ (Hickman, Zoback, 2004),
Рис. 12. А — схема региона скв. SAFOD и ориентация максимальных горизонтальных напряжений (SHmax) на глубине 2,2 км в пилотной скважине на расстоянии по горизонтали 1,8 км от разлома. Хорошо согласуется с региональными данными (см. рис. 8). По (Bones, Zoback, 2006). Б — модель НДС для скв. SAFOD на глубине 2,7 км, основанная на глубинных наблюденииях и предположении о гидростатическом давлении в порах. Круги Мора характеризуют НДС для разлома и вмещающих пород. На врезке — ориентация главных напряжений вне и внутри разлома. Вследствие слабого материала в разломе, главные напряжения внутри разлома повернуты относительно главных напряжений во вмещающих породах. Внутри разлома средние напряжения высокие, но сдвиговые напряжения низкие. они о^ — максимальные и минимальные горизонтальные напряжения соответственно, ц — коэффициент трениия, т — касательные напряжения, 'f — характеристика относится к породам разлома. В представленной модели он вне разлома повернуто под углом 77° к простиранию разлома Сан-Андреас. Усредненные нормальные напряжения на разломе (on)s = 122 МПа, касательные напряжения т = 17 МПа. По (Lockner et al., 2011)
так и в главной (Bones, Zoback, 2006) скважинах SAFOD на расстояниях до ~ 100 м от активной зоны разлома на глубине показывают увеличение всех трех главных компонентов напряжений до величин значительно выше литостатического давления. Повышенные средние напряжения вместе с низкими девиатор-ными напряжениями в окрестностях разломной зоны были предсказаны множеством теоретических моделей, в которых «слабый» разлом пересекает «сильную» кору (Rice, 1992; Tembe et al., 2010), при этом направления максимальных горизонтальных напряжений практически ортогональны плоскости разлома (рис. 12).
Что представляют собой глубинные части разлома Сан-Андреас?
Разлом Сан-Андреас и другие крупные активные разломы хорошо трассируются по гипоцентрам мелких землетрясений, которые происходят в Калифорнии до глубины 13—15 км. В частности, в окрестности обсерватории Паркфилд густая система сейсмопри-
емников позволила с высокой точностью локализовать гипоцентры афтершоков двух сильных землетрясений 1966 и 2004 гг., которые разрешили тонкую структуру разлома в этом регионе (рис. 13). Отметим вариации угла наклона главного стрэнда разлома (ср. Б и Ж на рис. 13), а также слияние двух стрэн-дов на глубине около 5 км (рис. 13, Е).
На широте г. Сан-Хосе разломы Калаверас и Хейвард образуют «цветковую» структуру (рис. 14, А), т.е. разлом Хейвард выполаживается к зоне перехода между верхней хрупкой и нижней пластичной корой (этот переход также служит нижней границей сейсмичности в коре) и соединяется с разломом Калаверас. Аналогичным образом соотносятся и разломы Калаверас и Сан-Андреас немного южнее, где разлом Калаверас ответвляется от разлома Сан-Андреас. Однако на широте Сан-Франциско и севернее разломы Сан-Андреас, Калаверас и Хейвард становятся сквозькоровыми изолированными (не соединяющимися друг с другом) разломами. Также в области сочленения разломов Сан-Андреас и Сан-Грегорио-Хосгри все данные (Parsons et al., 2005)
Рис. 13. Пространственная локализация афтершоков двух сильных землетрясений 1966 и 2004 гг. (звезды), произошедших на разломе Сан-Андреас в окрестностях г. Паркфилд. Показаны проекции гипоцентров (А) на поверхность (стрэнды разлома Сан-Андреас показаны серыми линиями), (Б) на плоскость, параллельную разлому, и (В—Ж) на плоскости, ортогональные разлому по сегментам.
По (Вакип ег а1., 2005)
Рис. 14. Схемы соотношений разломов на глубине в месте (А) разветвления сдвиговыгх разломов Калаверас и Хейвард и (Б) «чешуйчатого» сочленения надвигов Сьерра-Мадре и Уитгер с разломом Сан-Андреас. По (Fuis et al., 2001)
свидетельствуют о том, что разломы не выполажи-ваются, а остаются субвертикальными на всю толщу коры. В центральной части разлома Сан-Андреас второстепенные разломы представляют собой преимущественно надвиги, которые формируют чешуйчатые системы (рис. 14, Б).
В то время как землетрясения — это короткие сейсмические события, происходящие в Калифорнии на глубине 15 км, треморы — это длительные низкоинтенсивные сейсмические сигналы, источники которых располагаются на глубине 15—30 км (рис. 15). Треморы впервые были зарегистрированы в областях около вулканов, где их генерация связывается с движениями подземных флюидов. В 2002 г. тре-моры были зафиксированы в субдукционной зоне под Японией (Obara, 2002), a затем они были установлены в Каскадной субдук-ционной зоне (Rogers, Dragert, 2003) на всех ее сегментах (в штатах Орегон, Вашингтон и Британская Колумбия). В 2005 г. сейсмические сигналы, записанные сейсмометрами в разведочных скважинах полигона Паркфилд, были идентифицированы как тре-моры (Nadeau, Dolenc, 2005). Это были первые треморы, зафиксированные в области сдвиговых деформаций (горизонтальных движений). Парк-филдские «сдвиговые треморы» отличаются от каскадных «субдукционных» меньшей длительностью и интенсивностью. Паркфилдские длятся от 3 до 21 минуты, а каскадные —
днями. И в Каскадной субдукционной, и в Паркфилд-ской сдвиговой зонах источники треморов приурочены к краям «запертых» зон разломов. Одно из последних опубликованных обобщений по треморам на полигоне Паркфилд (Shelly, Hardebeck, 2010) включает данные за 9 лет наблюдений (с середины 2001 г. до времени публикации статьи). Идентифицировано 600 000 событий, они группируются в семейства, включающие от 3000—20 000 событий. В некоторых областях треморная активность происходит каждый день. Надежная фиксация длительной треморной активности свидетельствует о том, что разлом Сан-Андреас в глубину не заканчивается как разлом у основания сейсмогенной зоны. Источники тремо-ров оконтуривают плоскость, которая протягивается вглубь сквозь всю нижнюю кору (рис. 15).
Рис. 15. Локализация семейств треморов в окрестностях г. Паркфилд в плане (А) и в проекции на плоскость, параллельную разлому (Б). По (Shelly, Hardebeck, 2010). На (Б): сейсмичность в верхней части коры (микроземлетрясения) показана серыми точками, звезда — гипоцентр землетрясения 2004 Mw = 6,0, а серый тон — косейсмичный слип этого землетрясения
Разрыв (или «вспарывание разлома»), происходящий при землетрясении и генерирующий сейсмические колебания, происходит в хрупкой моде до глубины 13—15 км, а ниже деформации осуществляются преимущественно за счет асейсмического слипа и/или крипа. Однако под «криповым» сегментом разлома Сан-Андреас глубинные сдвиговые деформации, аккомодирующие крип в вышерасположенных частях разломной зоны, происходят в какой-то промежуточной между сейсмическим разрывом и асейсмическими слипом и крипом моде в виде серий событий, генерирующих треморы. Треморы — это «отголоски» событий, которые как-бы доснимают остаточные напряжения в глубинных частях разлома, которые остались после крупного землетрясения (Becken е! al., 2011).
По поводу природы треморов и механизма их генерации пока нет общепринятого объяснения. Поскольку треморы содержат сейсмические волны с частотами от 30 Гц и выше, то хотя бы часть вещества в источнике тремора должна деформироваться и разрушаться в хрупкой моде. Однако источники тремо-ров располагаются на глубине, где прогнозируется температура 500—600°С. При таких температурах деформации должны происходить в пластической моде. Некоторые авторы видят причину треморов в движениях глубинных флюидов (Becken et al., 2011; Thomas et al., 2009). Некоторые трактуют среду нижней части коры как пластическую матрицу, которая содержит блоки пород, сохранивших хрупкие свойства. Тогда треморы могут генерироваться сериями событий хрупкого разрушения внутри блоков (Ide et al., 2007, 2008).
Слабые глинистые минералы (например, смектит), которые были обнаружены в скв. SAFOD (Schleicher et al., 2006), могут обеспечить механическую слабость разлома в верхних его частях. Однако они, как правило, становятся нестабильными при повышении температуры (например, чистый смектит стабилен при температуре ниже 120—150°C), поэтому очень маловероятно, что только наличие глинистых минералов
может объяснить низкую прочность разлома Сан-Анд-реас, усредненную на всю сейсмогенную глубину, где температуры выше.
Хотя исследования скв. SAFOD не выявили признаков активного присутствия флюида непосредственно в разломной зоне крипового сегмента разлома Сан-Андреас, многочисленные факты свидетельствуют о том, что флюиды играют большую роль в глубинных процессах разломных зон, возможно, именно в сейсмогенных сегментах (Ребецкий, 2006, 2007; Connolly, Podladchikov, 2004; Fialko, 2004; Faulkner, Rutter, 2001; Hauksson, Shearer, 2006; Kharaka et al., 1999; Kirby et al., 2002). Флюидный и тектонический режимы разломов тесно взаимосвязаны (Кис-син, 2002, 2006). В областях интенсивных сдвиговых движений в условиях повышенных напряжений провоцируются различные метаморфические процессы, в том числе и усиливается метаморфическая дегидратация пород (т.е. переход в свободное состояние химически связанной воды). Таким образом, исходно «сухая» порода в условиях повышения тектонических напряжений может трансформироваться в двухфазную среду (порода + флюид), а выделившийся флюид кардинально поменять режим НДС и спровоцировать подвижку.
В узких зонах сдвигового течения, где локализуются квазипластические деформации, образуются кластиты, а при более высокой степени «перетирания» пород — милониты (рис. 16).
Данные GPS по Паркфилдскому сегменту разлома свидетельствуют о том, что северо-восточная сторона разлома аккомодирует больше межсейсмических деформаций, чем юго-западная. Для интерпретации этого явления в работе (Fulton et al., 2010) строится асимметричная модель разлома (рис. 17), которая хорошо совпадает с наблюденными данными. При этом на северо-восточной стороне разлома должен быть ~ 20 км блок с пониженным модулем Юнга и существенно разные глубины упругопласти-ческого перехода в коре по разные стороны от разлома. Авторы полагают, что понижение модуля Юнга
Рис. 16. Концептуальная модель разломной зоны Сан-Андреас
О 20
-Fi-h -//— E3
I
E3 1 A ®,o
100 0 100 Расстояние вкрест разлома Сан-Андреас, км
Рис. 17. Вязкоупрутая модель (полупространство) по (Fulton et al., 2010) (А), объясняющая асимметричное распределение значений скоростей перемещений (Б) (полученных по данным GPS в полосе шириной 100 км вкрест разлома Сан-Андреас и спроецированных на профиль в окрестностях Паркфилда)
провоцируется повышенным поровым давлением флюида в этом блоке, а источник флюида — серпентини-товые породы (Kamiya, Kobayashi, 2000). Разные глубины упрутопластичното перехода в коре (нижние кромки упрутих блоков) с западной и восточной сторон разлома оценены исходя из распределения сейсмичности и теплового потока. Авторы (Fulton et al., 2010) связывают понижение модуля Юнга в среднем блоке с повышенным (вплоть до литостатического) давлением флюидов с восточной стороны от разлома.
Выводы
Трансформная граница между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами представляет собой сложноустроенный ансамбль, состоящий из разноразмерных жестких коровых блоков, разделенных крупными сдвиговыми разломными зонами, в которых концентрируются сдвиговые перемещения/деформации. Разломная система Сан-Андреас является наиболее активным элементом ансамбля и представляет собой совокупность главного разлома (разлом Сан-Андреас) и более мелких (оперяющих) разломов различного генезиса, размеров и активности от современных сейсмически активных разломов (Хейвард, Сан-Джазинто и др.) до неактивных палеоразломов. Второстепенные разломные системы (Уолкер-Лэйн, ВКСЗ и др.) представляют собой «диффузные» зоны деформаций без ярко выраженного главного разлома. Крупные разломы — зоны дробления шириной 100—300 м с породами повышенной трещиноватости и деформативности, характеризующиеся пониженными сейсмическими скоростями и электрическим сопротивлением, а также повышенной пористостью. Внутри зон дробления располагаются стрэнды — зоны шириной 2—3 м, в которых локализуются сдвиговые движения. С позиций сейсмического режима различают «запертые» и «криповые» сегменты разломов. Результаты эксперимента ВАБОО показали, что деформации механически слабой криповой части разломной системы Сан-Андреас контролируются наличием слабых минералов (глинистые пленки на поверхностях фолиации), а не высоким флюидным давлением или другими предполагаемыми гипотетическими механизмами.
Работа выполнена при частичной поддержке РФФИ, проект 11-05-00387-а.
ЛИТЕРАТУРА
Киссин И.Г. Геофизические неоднородности и флюидная система консолидированной земной коры континентов // Геотектоника. 2002. № 5. С. 3—18.
Киссин И.Г. Современный флюидный режим земной коры и геодинамические процессы // Флюиды и геодинамика. М.: Наука, 2006. С. 85—104.
Ребецкий Ю.Л. Дилатансия, поровое давление флюида и новые данные о прочности горных массивов в естественном залегании // Флюиды и геодинамика. М.: Наука, 2006. С. 120—146.
Ребецкий Ю.Л. Тектонические напряжения и прочность горных массивов. М.: Наука, 2007. 406 с.
Bakun W. H., Aagaard B., Dost B. et al. Implications for prediction and hazard assessment from the 2004 Parkfield, California, earthquake // Nature. 2005. Vol. 437. P. 969—974.
Becken M., Ritter O. Magnetotelluric studies at the San Andreas Fault Zone: Implications for the role of fluids // Surv. Geophys. 2012. Vol. 33. P. 65—105.
Becken M, Ritter O., Bedrosian P.A., Weckmann U.Cor-relation between deep fluids, tremor and creep along the central San Andreas fault // Nature. 2011. Vol. 480. P. 87-90.
Becken M., Ritter O, Park S.K. et al. A deep crustal fluid channel into the San Andreas fault system near Parkfield, California // Geophys. J. Int. 2008. Vol. 173. P. 718-732.
Ben-Zion Y.Properties of seismic fault zone waves and their utility for imaging low-velocity structures //J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103. P. 12567-12585.
Ben-Zion Y, Sammis C.G. Characterization of fault zones // Pure Appl. Geophys. 2003. Vol. 160. P. 677-715.
Boness N.L., Zoback M.D. A multiscale study of the mechanisms controlling shear velocity anisotropy in the San Andreas Fault Observatory at Depth // Geophysics. 2006. Vol. 71. P. F131—F146.
Bradbury K.K., Barton D.C., Solum J.G. et al. Mineralogic and textural analyses of drill cuttings from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) boreholes: initial inter-
pretations of fault zone composition and constraints on geologic models // Geosphere. 2007. Vol. 3, N 5. P. 299-318.
Brune J.N., Allen C.R. A low-stress-drop, low-magnitude earthquake with surface faulting: The Imperial, California, earthquake of March 4, 1966 // Seismolog. Soc. Amer. Bull. 1967. Vol. 57, N 3. P. 501-514.
Brune J.N, Henyey T.L., Roy R.F. Heat flow, stress, and rate of slip along the San Andreas fault, California //J. Geo-phys. Res. 1969. Vol. 74, N 15. P. 3821-3827.
Byerlee J. Friction of rocks // Pure Appl. Geophys. 1978. Vol. 116, N 6. P. 5-626.
Byerlee J. Friction, overpressure and fault normal compression // Geophys. Res. Lett. 1990. Vol. 17, N 2 P. 9-22.
Byerlee /.Model for episodic flow of high-pressure water in fault zones before earthquakes // Geology. 1993. Vol. 21. P. 303-306.
Byerlee /.D, Brace W.F. Stick-slip, stable sliding, and earthquakes-effect of rock type, pressure, strain rate, and stiffness // J. Geophys. Res. 1968. Vol. 73, N 18. P. 6031-6037.
Carpenter B.M., Marone C., Saffer D.M. Frictional behavior of materials in the 3D SAFOD volume // Geophys. Res. Lett. 2009. Vol. 36. L05302.
Carpenter B.M., Marone C., Saffer D.M. Weakness of the San Andreas Fault revealed by samples from the active fault zone // Nature Geoscience Letters. 2011. DOI: 10.1038/NGE01089.
Chery /., Zoback M.D., Hickman S. A mechanical model of the San Andreas fault and SAFOD pilot hole stress measurements // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31, N 15. L15S13.
Chester F.M., Chester /.S. Ultracataclasite structure and friction processes of the Punchbowl fault, San Andreas system, California // Tectonophysics. 1998. Vol. 295. P. 199-221.
Chester /., Chester F.M., Kronenberg A.K.Fracture energy of the Punchbowl fault, San Andreas system // Nature. 2005. Vol. 437. P. 133-136.
Chester F.M., Evans /.P., Biegel R.L. Internal structure and weakening mechanisms of the San Andreas fault // J. Geo-phys. Res. 1993. Vol. 98. P. 771-786.
Chinnery M.A. The strength of the earth's crust under horizontal shear stress // J. Geophys. Res. 1964. Vol. 69, N 10. P. 2085-2089.
Crawford B.R., Faulkner D.R., Rutter E.H. Strength, porosity, and permeability development during hydrostatic and shear loading of synthetic quartz-clay fault gouge //J. Geophys. Res. 2008. Vol. 113, N B03207, doi: 10.1029/2006JB004634.
Collettini C, Holdsworth R.E., Smith S.A.F.Fault zone structure and deformation processes along an exhumed low-angle normal fault: a review and implications for seismic behavior // International Geophysical Series: Fault-zone Properties and Earthquake Rupture Dynamic (Ed. E. Fukuyama). 2009. P. 69-85.
Collettini C, Niemeijer A., Viti C., Marone C. Fault zone fabric and fault weakness // Nature. 2009. Vol. 462. P. 907-910.
Connolly /.A.D., Podladchikov Y.Y. Fluid flow in comp-ressive tectonic settings: implications for midcrustal seismic reflectors and downward fluid migration //J. Geophys. Res. 2004. Vol. 109. B04201.
Faulkner D.R., Lewis A.C., Rutter E.H. On the internal structure and mechanics of large strike-slip fault zones: field observations of the Carboneras fault in southeastern Spain // Tectonophysics. 2003. Vol. 367. P. 235-251.
Faulkner D.R., Rutter E.H. Can the maintenance of over-pressured fluids in large strike-slip fault zones explain their apparent weakness? // Geology. 2001. Vol. 29. P. 503-506.
Fialko Y. Evidence of fluid-filled upper crust from observations of postseismic deformation due to the 1992 Mw 7.3 Landers earthquake // J. Geophys. Res. 2004. Vol. 109. B0840.
Fuis G.S., Ryberg T., Godfrey N.I. et al. Crustal structure and tectonics from the Los Angeles basin to the Mo-jave Desert, southern California // Geology. 2001. Vol. 29. P. 15-18.
Fulton P.M., Saffer D.M. Potential role of mantle-derived fluids in weakening the San Andreas Fault //J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. B07408.
Fulton P.M., Schmalzle G., Harris R.N., Dixon T. Reconciling patterns of interseismic strain accumulation with thermal observations across the Carrizo segment of the San Andreas Fault // Earth Planet. Sci. Lett. 2010. Vol. 300. P. 402-406.
Gan W, Svarc J.L., Savage J.C., Prescott W.H. Strain accumulation across the Eastern California Shear Zone at latitude 36°30'N // J. Geophys. Res. 2000. Vol. 105. P. 16229-16236.
Hauksson E, Shearer P.M. Attenuation models (QP and QS) in three dimensions of the southern California crust: Inferred fluid saturation at seismogenic depth //J. Geophys. Res. 2006. Vol. 111. B05302.
Henyey T.L., Wasserburg G.J. Heat flow near major strike-slip faults in California // J. Geophys. Res. 1971. Vol. 76, N 32. P. 7924-7946.
Hickman S., Zoback M. Stress orientations and magnitudes in the SAFOD pilot hole // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L15S12.
Hickman S, Zoback M.D., Ellsworth W. Introduction to special section: Preparing for the San Andreas Fault Observatory at Depth // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31, N 12. P. 1-4.
Holdsworth R.E., van Diggelen E.W.E., Spiers C.J. et al. Fault rocks from the SAFOD core samples: implications for weakening at shallow depths along the San Andreas Fault, California // J. Struct. Geol. 2011. Vol. 33. P. 132-134.
Ide S, Imanishi K, Yoshida Y. et al. Bridging the gap between seismically and geodetically detected slow earthquakes // Geophys. Res. Lett. 2008. Vol. 35. L10305.
Ide S, Shelly D.R., Beroza G.C. Mechanism of deep low frequency earthquakes: Further evidence that deep non-volcanic tremor is generated by shear slip on the plate interface // Geophys. Res. Lett. 2007. Vol. 34. L03308.
Ito Y, Obara K., Shiomi K. et al. Slow earthquakes coincident with episodic tremors and slow slip events // Science. 2007. Vol. 315. P. 503-506.
Janssen C., Wirth R, Reinicke A. et al. Nanoscale porosity in SAFOD core samples (San Andreas Fault) // Earth Planet. Sci. Lett. 2011. Vol. 301. P. 179-189.
Jeppson T.N., Bradbury K.K., Evans J.P. Geophysical properties within the San Andreas Fault Zone at the San Andreas Fault Observatory at Depth and their relationships to rock properties and fault zone structure //J. Geophys. Res. 2010. Vol. 115. B12423.
Kamiya S., Kobayashi Y. Seismological evidence for the existence of serpentinized wedge mantle // Geophys. Res. Lett. 2000. Vol. 27, N 6. P. 819-822.
Kao H, Wang K, Dragert H. et al. Large contrast between the moment magnitude of tremor and the moment magnitude of slip in ETS events // Eos. 2009. Vol. 90 (suppl.). T22B-04.
Kharaka Y.K., Thordsen J.J., Evans W.C., Kennedy B.M. Geochemistry and hydromechanical interactions of fluids as-
sociated with the San Andreas Fault system, California // Faults and Subsurface Fluid Flow in the Shallow Crust. Geophys. Monogr. Ser. 1999. Vol. 113 (Ed. W.C. Haneberg). P. 129-148.
Kirby S.H, Wang K., Brocher T. A possible deep, long-term source for water in the Northern San Andreas Fault system: a ghost of Cascadia subduction past? // Eos. 2002. Vol. 83. Fall Meeting Supplement Abstract S22B-1038.
Lachenbruch A.H., Sass J.H. Heat flow and energetics of the San Andreas Fault Zone // J. Geophys. Res. 1980. Vol. 85, N 11. P. 6185-6223.
Lachenbruch A.H., Sass J.H. Heat flow from Cajon Pass, fault strength and tectonic implications //J. Geophys. Res. 1992. Vol. 97, N B4. P. 4995-5015.
Lockner D.A, Morrow C., Moore D, Hickman S. Low strength of deep San Andreas fault gouge from SAFOD core // Nature. 2011. Vol. 472, N 7341. P. 82-85.
Molnar P., Dayem K.E. Major intracontinental strike-slip faults and contrasts in lithospheric strength // Geosphere. 2010. Vol. 6, N 4. P. 444-467.
Moore D.E., Lockner D.A. Frictional strengths of talc-serpentinite and talc-quartz mixtures //J. Geophys. Res. 2011. Vol. 116. N B01403.
Moore D.E., Rymer M.J. Talc-bearing serpentinite and the creeping section of the San Andreas Fault // Nature. 2007. Vol. 448. P. 795-797.
Moore D.E, Rymer M.J. Metasomatic origin of fault gouge comprising the two creeping strands at SAFOD // Eos. 2010. (Fall suppl.). Paper T41A-2105 (2010).
Nadeau R.M., Dolenc D. Nonvolcanic tremors deep beneath the San Andreas Fault // Science. 2005. Vol. 307, N 5708. P. 389.
Obara K. Nonvolcanic deep tremor associated with subduction in Southwest Japan // Science. 2002. Vol. 296. P. 1679-1681.
Parsons T, Bruns T.R., Sliter R. Structure and mechanics of the San Andreas-San Gregorio fault junction, San Francisco, California // Geochem. Geophys. Geosyst. 2005. Vol. 6. Q01009.
Peng Z., Gomberg J. An integrated perspective of the continuum between earthquakes and slow-slip phenomena // Nature Geoscience. 2010. Vol. 3. P. 599-607.
Platt J.P., Becker T. W. Where is the real transform boundary in California? // Geochem. Geophys. Geosyst. 2010. Vol. 11. Q06012.
Rice J.R. Fault stress states, pore pressures distributions, and the weakness of the San Andreas fault // B. Evans, T.-F. Wong (eds.). Fault Mechanics and Transport Properties of Rocks. N.Y.: Academic Press, 1992. P. 475-503.
Rogers G., Dragert H. Episodic tremor and slip on the Cascadia subduction zone: The chatter of silent slip // Science. 2003. Vol. 300. P. 1942-1943.
Saffer D.M., Frye K.M., Marone C, Mair K. Laboratory results indicating complex and potentially unstable frictional behaviour of smectite clay // Geophys. Res. Lett. 2001. Vol. 28. P. 2297-2300.
Schleicher A.M., van der Pluijm B.A., Solum J.G., Warr L.N. Origin and significance of clay-coated fractures in mudrock fragments of the SAFOD borehole (Parkfield, California) // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L16313.
Schleicher A.M., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Chlo-rite-smectite clay minerals and fault behavior: New evidence from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) core // Lithosphere. L158.1, first published online 25 January 2012.
Schleicher A.M., Tourscher S.N., van der Pluijm B.A., Warr L.N. Constraints on mineralization, fluid-rock interaction, and mass transfer during faulting at 2-3 km depth from the SAFOD drill hole // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114. B04202.
Scholz C.H. (Ed.) The mechanics of earthquakes and faulting. 2nd ed. Cambridge: Cambridge University Press, 2002. 471 p.
Shelly D.R. Migrating tremors illuminate deformation beneath the seismogenic San Andreas fault // Nature. 2010. Vol. 463. P. 648-652.
Shelly D.R., Hardebeck J.L. Precise tremor source locations and amplitude variations along the lower-crustal central San Andreas Fault // Geophys. Res. Lett. 2010. Vol. 37. L14301.
Solum J.G., Hickman S.H., Lockner D.A. et al. Mine-ralogical characterization of protolith and fault rocks from the SAFOD Main Hole // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L21314.
Tembe S, Lockner D.A., Solum J.G. et al. Frictional strength of cuttings and core from SAFOD drillhole phases 1 and 2 // Geophys. Res. Lett. 2006. Vol. 33. L23307.
Tembe S., Lockner D. A., Wong T. Effect of clay content and mineralogy on frictional sliding behavior of simulated gouges: binary and ternary mixtures of quartz, illite and montmorillonite // J. Geophys. Res. 2010. Vol. 115. B03416.
Thomas A.M., Nadeau R.M., Burgmann R. Tremor-tide correlations and near-lithostatic pore pressure on the deep San Andreas fault // Nature. 2009. Vol. 462. P. 1048-1051.
Townend J., Zoback M.D. Regional tectonic stress near the San Andreas Fault in central and southern California // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L15S11.
Unsworth M., Bedrosian P.A. Electrical resistivity structure at the SAFOD site from magnetotelluric exploration // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L12S05.
Wiersberg T, Erzinger J. A helium isotope cross-section study through the San Andreas Fault at seismogenic depths // Geochem. Geophys. Geosyst. 2007. Vol. 8. Q01002.
Wiersberg T, Erzinger J. Chemical and isotope compositions of drilling mud gas from the San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) boreholes: Implications on gas migration and the permeability structure of the San Andreas Fault // Chem. Geology. 2011. Vol. 284. P. 148-159.
Williams C.F., D'Alessio M.A., Grubb F.V., Galanis S.P. Heat flow studies in the SAFOD main hole // Eos. 2005. Vol. 86, N 52. Fall Meeting Suppl., Abstract T23E-07.
Williams C.F., Grubb F.V., Galanis Jr. S.P. Heat flow in the SAFOD pilot hole and implications for the strength of the San Andreas Fault // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31, N 15. L15S14.
Wilson J.E., Chester J.S., Chester F.M. Microfracture analysis of fault growth and wear processes, Punchbowl Fault, San Andreas system, California //J. Struc. Geol. 2005. Vol. 25. P. 1855-1873.
Zoback M, Hickman S, Ellsworth W. Scientific drilling into the San Andreas Fault zone // Eos. 2010. Vol. 91. P. 197-199.
Zoback M., Hickman S, Ellsworth W. and the SAFOD Science Team. Scientific drilling into the San Andreas Fault Zone -An overview of SAFOD's first five years // Scientific Drilling. 2011. N 11. P. 14-28.
Zoback M.D, Zoback M.L., Mount V.S. et al. New evidence on the state of stress of the San Andreas fault system // Science. 1987. Vol. 238. P. 1105-1111.
RHEOLOGICAL MODEL AND FEATURES OF STRESS-STRAIN STATE OF REGION OF ACTIVE SHEAR FAULT ZONE: A CASE OF SAN ANDREAS FAULT (CALIFORNIA).
1. San Andreas Fault as tectonic-physic structure T.V. Romanyuk, A.N. Vlasov, M.G. Mnushkin, A.V. Mikhailova, N.A. Marchuk
A summary of the geological-geophysical data described the structure of transform fault system San Andreas and a thin structure of the master fault (San Andreas Fault) which accommodated more than half of the relative shear movements if the Pacific and North American lithospheric plates are presented. Estimates of the values and orientation of the stresses operating directly in the fault and in the hosting blocks, fluid regime, anisotropy of media, etc. are discussed. The model of core of the fault represents a zone of crushing rocks (width of 100-300 m) being characterized by high density of the cracks, a high degree of rocks deformation, lower seismic velocities and electric resistance, and also the increasing porosity. The fault core includes zones (width of 2-3 m) localized shear strains. From positions of SAFOD experiment showed that deformations of mechanically weak "creeping" segment of the San Andreas Fault are controlled by existence of weak minerals (clay films on foliation surfaces), instead of high fluid pressure or other speculated hypothetical mechanisms.
Key words: San Andreas Fault, tectonic-physic model, strain, deformations, USA.
Сведения об авторах: Романюк Татьяна Валентиновна — докт. физ.-мат. наук, зав. лаб. теории интерпретации геопотенциальных полей ИФЗ РАН, e-mail: [email protected]; Власов Александр Николаевич — докт. тех. наук, вед. науч. сотр. отд. механики структурированной и гетерогенной среды ИПРИМ РАН, e-mail: [email protected]; Мнушкин Михаил Григорьевич — канд. тех. наук, вед. науч. сотр. лаб. геокриологии ИГЭ РАН, e-mail: [email protected]; Михайлова Анастасия Всеволодовна — канд. тех. наук, ст. науч. сотр. лаб. тектонофизики им. М.В. Гзовского ИФЗ РАН, e-mail: [email protected]; Марчук Наталья Николаевна — науч. сотр. лаб. теории интерпретации геопотенциальных полей ИФЗ РАН, e-mail: [email protected]
